川南地区中二叠统茅口组成岩流体来源及演化过程

任梦怡 江青春 汪泽成 黄士鹏 伍 亚 徐 亮

1.中国石油勘探开发研究院 2.中国石油西南油气田公司蜀南气矿

0 引言

成岩流体活动对碳酸盐岩储层，尤其是对岩溶储层的形成与改造起着决定性作用，地球化学元素分析与流体包裹体分析成为研究成岩环境与成岩流体重要手段[1-2]。碳酸盐岩稀土元素可用于区分流体来源，判断流体环境氧化或还原性，分析是否存在岩浆热液等非海源流体输入[3-4]。碳同位素经历成岩蚀变仍可指示石灰岩地层流体来源，对比碳酸盐岩脉体与石灰岩碳同位素可分析成岩流体来源；氧同位素受古温度与古盐度影响显著，是表征后期成岩流体来源重要证据，埋藏成岩环境高温热液导致重结晶作用，表生暴露环境大气淡水产生淋滤溶蚀作用都影响氧同位素组成[5-6]。

四川盆地南部（以下简称川南地区）中二叠统茅口组碳酸盐岩地层受峨眉地幔柱隆升或全球冰期海平面下降抬升暴露的影响，发育早成岩层间岩溶和成岩后生潜山型岩溶，同时叠加多幕构造运动，导致地层孔隙流体性质与成岩环境复杂多变[7]。前人对茅口组岩溶储层研究多聚焦于大尺度地震与定性测井相分析：黎荣等[8]从构造角度提出“构造控藏”和“断溶体”控藏；桑琴等[9]、唐雪松等[10]从沉积储层角度提出“相控成藏”和“岩溶水系或地貌控藏”等认识。但是，目前对于该地区茅口组仍然缺乏从微观地球化学的角度精细分析多期成岩流体与烃类流体之间耦合关系的研究。为此笔者以川南地区茅口组岩心与薄片观察为基础，采用阴极发光、碳氧同位素、稀土元素、包裹体测温测盐以及激光拉曼探针等分析手段，结合该区及邻区的构造演化背景，综合研究宏观岩心特征与微观镜下岩石学和地球化学特征，进而探讨各成岩作用阶段茅口组成岩环境和成岩流体多期演化过程，以期为该盆地茅口组天然气的勘探开发提供帮助。

1 地质背景

川南地区包括川东南中隆高陡构造群南部、川南中隆低陡穹形带以及川中古隆中斜平缓构造带。中二叠统茅口组与上覆上二叠统龙潭组平行不整合接触，与下伏中二叠统栖霞组整合接触。茅口组自下而上分为茅一段至茅四段共4个岩性段，其中茅一段与茅二段自上而下又细分为A、B与C各3个亚段，大部分地区缺失茅四段，局部地区茅三段被部分剥蚀。茅口组以碳酸盐岩缓坡沉积为主，在茅一段沉积时期（海侵体系域），四川盆地发生中二叠世最大海泛，高能台内滩仅分布在雅安、自贡一带，以亮晶生屑灰岩为主，大部分地区为低能开阔海，岩性以具眼球状构造的灰黑色厚层泥晶灰岩为主；茅二—茅三段沉积时期（海退体系域）海平面逐渐下降且高能台内滩发育规模逐渐扩大，茅二段下部发育灰白色泥晶灰岩，茅二段上部—茅三段沉积高能亮晶生屑灰岩；茅四段沉积时期再次发生海侵，残余地层以灰色生屑泥晶灰岩并夹少量燧石条带为主[11-13]（图1）。

图1 川南地区茅口组地层柱状图

川南地区自中二叠世开始海侵，沉积栖霞组—茅口组碳酸盐岩。晚二叠世峨眉玄武岩喷发标志着峨眉地裂运动达到高潮（即东吴运动期），川南地区茅口组自西向东受到差异剥蚀，经历长达3～5 Ma的大气淡水淋滤也使茅口组上部地层形成丰富的溶蚀缝洞，缝洞为底部热液活动提供运移通道[14]。自印支期以来川南地区由海相沉积转变为陆相沉积，构造应力由张扭转为压扭作用，后期叠加燕山—喜马拉雅期褶皱变形作用，形成现今沉积—构造格局。

2 样品与实验方法

针对川南地区5口取心井茅口组石灰岩以及裂缝、溶洞充填的方解石或白云石进行采样，挑选100余块样品进行成岩岩石学特征（薄片观察、阴极发光分析）与流体包裹体特征分析。冷阴极发光与流体包裹体显微测温测盐实验在中国地质大学（武汉）构造与油气资源教育部重点实验室完成，依次观察双面抛光薄片的透射光、荧光与冷阴极发光特征。利用Linkam THMSG-600冷热台测定盐水包裹体最初熔化温度（Te）、最终熔化温度（Tm）、均一温度（Th）等（温度测定误差±0.1 ℃、包裹体大小检测极限大于1 μm）。优选 20块石灰岩储层样品进行稀土元素分析，稀土元素分析取新鲜泥晶生屑灰岩和亮晶生屑灰岩，去除次生方解石脉和溶洞，参照《硅酸盐岩石化学分析方法： 第29部分 稀土等22个元素量测定：GB/T 14506.29—2010》标准，依次用圆盘粉碎机与玛瑙研钵将样品研磨至200目以下，将粉末样品送至四川省科源工程技术测试中心运用美国PE ICP-MS NexION 350X电感耦合等离子体质谱仪测定15种稀土元素含量，分析结果平均标准偏差小于10%，平均相对标准偏差优于5%，实验结果用McLennan[15]提出的澳大利亚后太古代页岩进行标准化消除元素的奇偶效应。选择9块石灰岩储层样品及55块裂缝与溶蚀孔洞充填物样品进行稳定碳氧同位素分析，稳定碳氧同位素测试在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室采用MAT 253稳定同位素质谱仪应用标准100%磷酸法，δ13C和δ18O以维也纳白垩纪Pee Dee组箭石（VPDB）为标准，测试精度为δ13C＜0.01‰、δ18O＜0.02‰。

3 岩石学特征与成岩矿物发育序次

3.1 岩石学特征

3.1.1 储层岩石类型

茅口组储层的主要岩性为高能颗粒灰岩和低能颗粒灰岩两种类型。

茅口组高能颗粒灰岩以台内滩亚相亮晶生屑灰岩与亮晶藻屑灰岩为主，颗粒类型主要为有孔虫、苔藓虫、双壳与珊瑚等生物碎屑。细粒碳酸盐质生物壁多被微晶钙质胶结物粘合而保存下来，生物内部可形成体腔孔，部分孔隙在成岩期充填亮晶方解石胶结物，粒间充填等轴粒状或粗亮晶方解石。

低能颗粒灰岩主要为滩间海与开阔海亚相的泥晶生屑灰岩，颗粒类型仍以有孔虫与双壳类为主，部分生物介壳受压实作用发生破碎并呈定向排列特征。生物泥晶化程度较高，体腔孔多被灰泥充填，粒间也多为泥晶胶结。

3.1.2 方解石胶结物

茅口组颗粒灰岩方解石胶结物主要有栉壳状方解石、等轴粒状方解石和粗亮晶与微晶方解石（图2）。

栉壳状方解石（CC1）主要在生物体腔孔内边缘或颗粒间呈近等厚壳层分布，形成于准同生期海水成岩环境，胶结物成分以不稳定的文石与高镁方解石为主[16]，该类胶结物多在表生成岩阶段被完全溶解淋滤（图2-a）。

等轴粒状方解石（CC2）主要分布在粒间孔、生物体腔孔与溶蚀缝洞内，多形成于早—中成岩阶段。部分有孔虫、双壳类生物由于大气淡水淋滤形成铸模孔，后期大气淡水成岩作用的示顶底构造边缘在铸模孔底部先充填渗滤灰泥又在上部沉淀等轴粒状方解石；同时可见水平缝合线切割等轴粒状方解石，反映等轴粒状方解石形成与压溶作用之前，可能是早成岩期产物（图2-b、c）。等轴粒状方解石胶结物阴极光呈橘黄色或暗棕色，部分胶结物具有暗棕色—橘黄色阴极光环带（图2-d），反映了成岩流体由低Mn2+、低Fe2+的氧化环境向含Mn2+、Fe2+的还原环境过渡，最后演化为高Fe2+、Mn2+的强还原环境，连续环带指示沉淀过程存在氧化—还原环境的频繁波动[17-18]。

粗亮晶方解石（CC3）发育在未被早期等轴粒状方解石或白云石完全充填溶蚀缝洞内。中—晚成岩深部热液作用或压力释放等因素形成树枝状膨胀缝，先卷入泥晶质的围岩角砾，后期又沉淀粗亮晶方解石（图2-e）。粗亮晶方解石胶结物切割等轴粒状方解石，其阴极光呈暗棕色（图2-d）。粗亮晶方解石胶结物解理纹、微裂缝和残留孔隙多充填呈亮橙黄色阴极光微晶方解石（CC4），微晶方解石常切穿深埋藏期粗亮晶方解石胶结物，证明其形成时间在之后，推测为晚期构造抬升过程中挤压作用产生微裂缝，地层水沉淀形成微晶方解石（图2-f）。

图2 川南地区茅口组碳酸盐岩储层与成岩特征照片

3.1.3 白云石胶结物

茅口组白云石主要包括两种赋存类型：一是斑点状分布于石灰岩基质（图2-g、h），二是沿构造裂缝或溶蚀缝洞充填（图2-f）。稳定性差的泥晶基质易发生白云石化，稳定性好的生物碎屑不易白云石化，因此，泥晶生屑灰岩基质选择性白云石化形成半自形细晶白云石。基质中可供白云石化作用空间限制，白云石主要呈半自形或他形产出，当高Mg2+流体不足或地温不足以交代白云石时，颗粒边缘优先发生去白云石化形成溶蚀孔，为后期充注提供储集空间[19-20]。溶蚀缝洞内交代空间充足，产出直面自形细晶白云石，见猩红色环带状阴极光，推测控制白云石结晶的流体环境存在周期性变化（图2-h）。

3.2 成岩矿物发育序次

茅口组高能颗粒灰岩发育大量粒间孔与生物体腔孔，为流体活动提供空间。（准）同生期海水环境下生物颗粒边缘沉淀不稳定的栉壳状高镁或文石胶结物，随着埋深增大，地层水—大气淡水混合水环境中有孔虫等生物体腔被溶解，泥晶方解石充填生物体腔壁内孔隙形成泥晶套，体腔孔内充填渗流粉砂；早成岩阶段等轴粒状方解石充填生物体腔孔形成示顶底构造（图3-a）。中二叠统末期川南地区整体抬升发生表生暴露，早期不稳定方解石胶结物被溶蚀并形成层状风化壳岩溶与张性裂缝（图3-b）。地层再次沉降进入中—晚成岩阶段，压溶缝合线切割等轴粒状方解石，生物碎屑在强烈压实作用下破碎并呈定向排列，同时粗亮晶方解石胶结物与自形—半自形白云石（E-D与SE-D）充填于溶洞与裂缝，粗亮晶方解石胶结物被晚期充填了微晶方解石的微裂缝切割（图3-c、d）。

4 地球化学分析结果

4.1 稀土元素

Eu与Ce对流体环境条件较敏感，采用δEu值与δCe值判断流体来源与成岩环境。对Ce而言，海水中高La会干扰对δCe值的判断。因此，通过δPr值验证Ce异常的准确性，认为δPr＞1且δCe＜1代表Ce表现为正异常，δPr＜1且δCe＞1代表Ce表现为负异常，而δCe＜1但δPr≈1，则不能代表Ce异常，而是反映海水环境La正异常[22]。对Eu而言，钡（Ba）含量过高引起Eu异常值测量误差，因而对Ba含量与δEu值进行相关性分析，两者相关系数为0.2。据此认为Ba可能对Eu的正异常产生轻微影响，但仍具一定流体来源指示意义[23-24]。

图3 川南地区茅口组成岩序列模式图

表1 川南地区茅口组石灰岩稀土元素特征参数表

4.2 碳氧同位素

4.2.1 颗粒灰岩碳氧同位素

海相碳酸盐岩δ18O＜－5‰代表原岩已遭受成岩蚀变，但仍保留部分古海水信息；δ18O＜－10‰代表原岩经历较强成岩蚀变，不能反映沉积期海水环境[25]。川南地区茅口组石灰岩δ13C值介于－1.0‰～4.6‰，δ18O值介于－6.9‰～－10.7‰，除茅四段个别样品的δ18O＜－10‰，遭受严重成岩蚀变之外，其他石灰岩样品遭受轻度蚀变仍保留部分古海水信息，可用于分析茅口组石灰岩沉积环境。全球中二叠统瓜德鲁普阶海水δ13C值介于3.8‰～5.0‰，通过对比茅口组石灰岩与全球古海水δ13C值，可将茅口组石灰岩划分为两类：A类石灰岩与全球同期海水的δ13C值特征基本一致，碳源主要为无机碳库（海相碳酸盐岩）。其δ13C值介于3.5‰～4.6‰，δ18O值介于－8.3‰～－10.7‰；B类石灰岩沉积成岩过程受到非海源流体改造或在成岩过程中有明显的有机碳源，其δ13C值与同期海水相比明显负偏，δ13C值介于－1.0‰～－2.6‰，δ18O值介于－6.9‰～－9.7‰。导致B类石灰岩δ13C值负偏因素：①海平面下降，因为B类石灰岩主要发育在海平面明显下降的茅二B亚段与茅三段，该时期大陆架大面积暴露引起有机碳氧化程度增加，导致海相碳酸盐岩δ13C值负偏；②微生物作用，埋藏成岩阶段有机碳在微生物作用氧化程度增加，导致石灰岩δ13C值负偏[26-27]。

运用碳氧同位素可推算茅口组沉积期海水古盐度[28]，但考虑成岩作用会导致现今石灰岩δ13C值与δ18O值偏离原始石灰岩的δ13C值与δ18O值，为尽可能消除此类偏差，首先需对δ13C值与δ18O值进行校正，参考邵龙义等[28]提出的校正公式δ13C校正＝δ13C－1.5、δ18O校正＝δ18O＋2.6，即可得到较为接近原始沉积期的石灰岩的δ13C值与δ18O值。Keith等[29]与Weber[30]提出判别海相与非海相碳酸盐岩的经验公式Z＝ 2.048（δ13C校正＋50）＋0.498（δ18O校正＋50），由该经验公式的计算结果可知，A类石灰岩的Z值均大于120，为海相碳酸盐岩；B类石灰岩Z值小于120，其沉积受非海源因素影响。

4.2.2 胶结物碳氧同位素

茅口组裂缝充填方解石胶结物的δ13C值介于0.3‰～5.5‰，δ18O值介于－11.8‰～－8.2‰，与颗粒灰岩δ13C值范围基本一致，δ18O值有明显负偏。溶蚀孔洞充填方解石胶结物的δ13C值介于－1.1‰～5.9‰，δ18O值介于－11.3‰～－7.5‰，与A类石灰岩伴生的胶结物δ13C值表现出和围岩δ13C值接近，与B类石灰岩伴生的胶结物δ13C值与围岩δ13C值相比明显偏重。

4.3 流体包裹体

为了厘清裂缝与溶蚀孔洞内成岩流体的活动期次与成岩环境，运用RM-1000型显微激光拉曼光谱仪在室温为23 ℃、湿度为52%的环境条件下对单个包裹体进行拉曼光谱分析，发现包裹体内含有CH4与沥青，证实存在含烃流体的充注。再通过包裹体均一温度与盐度测定，明确海源流体与非海源流体（大气淡水、热液或含烃流体）充注序次。

4.3.1 包裹体成分

图4 川南地区茅口组流体包裹体成分与均一温度特征图

对裂缝与溶洞方解石胶结物内的沥青包裹体、纯烃气相包裹体、沥青＋烃气包裹体（图4-a～c）进行拉曼光谱分析结果发现，气相成分主要为CH4，固相成分为碳质沥青。①纯烃气相包裹体。M11井裂缝内充填方解石胶结物的原生气相包裹体，波数2 913 cm－1是CH4特征拉曼谱线（图4-d）。②沥青包裹体。B20井裂缝内充填方解石胶结物的固相包裹体中测出波数为1 605 cm－1和1 334 cm－1成对的碳质沥青拉曼谱线，指示烃包裹体经历高温变质作用而发生破裂，轻烃组分逸出而有机质碳化为沥青残留下来[31]（图4-d）。③沥青＋烃气包裹体。N23井溶洞内充填方解石胶结物的气＋固两相包裹体中测出波数为1 605 cm－1和1 334 cm－1成对代表碳质沥青拉曼特征峰，及波数2 913 cm－1代表CH4拉曼特征峰，代表高温高压埋藏环境烃包裹体未发生破裂，原油裂解为轻烃与沥青质共存于包裹体（图4-d）。

4.3.2 包裹体均一温度

川南地区茅口组裂缝与溶洞内的方解石与白云石中的气液两相盐水包裹体、烃气包裹体与油包裹体进行显微测温。茅口组现存（准）同生期方解石较少且与之同期盐水包裹体体积较小难以测量，主要测定出与早—晚成岩期的等轴粒状方解石、粗亮晶方解石和微晶方解石等3期方解石胶结物同期的盐水包裹体均一温度分布区间：与早成岩期等轴粒状方解石同期的盐水包裹体均一温度小于85 ℃，与中—晚成岩期粗亮晶方解石胶结物同期的盐水包裹体均一温度介于85～170 ℃，与晚成岩期微晶方解石同期的盐水包裹体均一温度大于170 ℃。茅口组白云石中的盐水包裹体体积较小，测得与其同期的盐水包裹体均一温度介于115～130 ℃，与中—晚成岩期粗亮晶方解石胶结物同期产出。观测到的油包裹体数量有限且体积较小，原生油包裹体主要捕获于粗亮晶方解石胶结物，透射光下为浅棕色，紫外光下主要为黄绿色荧光色，油包裹体均一温度介于77～92℃，与之同期的原生盐水包裹体均一温度主要介于79～100 ℃（图4-e）；与烃气包裹体同期的盐水包裹体均一温度范围分别为95～126 ℃、131～147 ℃、150～166 ℃、172～187 ℃，且烃气包裹体主要富集在粗亮晶方解石（CC3）、微晶方解石（CC4）和白云石胶结物内，说明茅口组天然气充注发生在中—晚成岩阶段，并存在四期天然气成藏。

5 讨论

5.1 海水、大气淡水与深部热液共同影响茅口组成岩演化

5.1.1 稀土元素指示酸性热液参与成岩演化

稀土元素与碳酸盐矿物Ca2+半径相似，常交代Ca2+进入碳源盐格架，当碳酸盐矿物与沉积水体达到元素平衡时，稀土元素可作为追踪古流体来源的可靠证据[32-33]。根据值、δCe值、δPr值、δEu值以及Y/Ho值等参数，将茅口组石灰岩稀土元素配分型式分为两类。

图5 川南地区茅口组石灰岩稀土元素配分型式图

5.1.2 碳氧同位素证明烃类流体与大气淡水影响成岩演化

为了分析成岩流体来源，笔者对比同深度的方解石胶结物和石灰岩围岩的碳氧同位素特征（图6）。海水成因的A类石灰岩裂缝或溶洞充填的方解石胶结物δ13C值与围岩有较好继承性，δ18O值明显负偏，说明此类方解石胶结物是从地层水中沉淀出来，同时（如样品 B20-1-1和 B20-1-2、N23-1-1和 N23-1-2）。低角度方解石脉（样品B20-2-1）和高角度方解石脉（样品B20-2-2）这两类产状的方解石脉具有相似的同位素特征，可能均与大气淡水淋滤有关（大气淡水具有贫18O的特点）。其形成经历两个阶段：东吴运动期拉张隆升作用形成的张裂缝受到大气淡水淋滤溶蚀胶结形成方解石脉；后期印支—燕山期构造抬升，大气淡水沿着深大断裂再次改造茅口组储层。

图6 川南地区茅口组灰岩与方解石胶结物碳氧同位素交会图

受非海水改造的B类石灰岩溶洞充填方解石胶结物δ13C值明显正偏而δ18O值明显负偏，胶结物和石灰岩流体性质继承性较弱（如样品B20-3-1和B20-3-2、D2-2-1和D2-2-2）。样品B20-3与D2-1均可见溶洞内有沥青质残留，且后期被缝合线切割，说明茅二B亚段—茅三段的B类石灰岩在早期受大气淡水淋滤溶蚀形成溶洞，后期微生物又使烃类降解形成富δ13C的CO2，富δ13C的CO2、贫18O的大气淡水与孔隙流体混合形成胶结物。

5.2 多期古流体充注演化过程

茅口组沉积后近地表渗流带经历短暂的（准）同生成岩阶段，在弱压实弱胶结条件下粒内与晶间溶孔得以保存，部分粒内孔边缘形成沉淀栉壳状方解石。随埋深与孔隙流体温度增加，茅口组在大气淡水与原生海水的混合作用下进入早成岩阶段，生物体腔溶蚀形成铸模孔，交代形成泥晶套或充填渗流粉砂与等轴粒状方解石。中二叠世晚期东吴运动导致尚未完全固结茅口组整体抬升，茅口组再次遭受大气淡水淋滤形成层状溶蚀沟、洞，该时期拉张地应力导致茅口组上部地层形成张性裂缝。

晚二叠世—早三叠世茅口组再次快速沉降进入中成岩阶段，埋深超过1 000 m，高幅缝合线与压溶黏土纹层反映中成岩阶段早期成岩作用对储层的破坏性作用，该时期地层水在峨眉地幔柱热活动影响下Fe2+/Mn2+比较高，等轴粒状方解石充填在表生期溶蚀沟洞与裂缝。中成岩阶段茅口组古地温超过85 ℃，早三叠世（距今248～245 Ma）志留系烃源岩成熟，原油向上充注至茅口组形成古油藏。川南地区晚二叠世—早三叠世古热流值明显升高至70～100 Mw/m2，为中埋藏期白云石的沉淀创造条件，但满足白云化作用的热事件持续时间较短（距今257±3～263±5 Ma）[36]，主要沉淀稳定性较差的鞍形白云石，此类白云石在地温迅速下降的早三叠世末期发生倒退溶解，去白云石化作用改善储层质量[37]。在中晚三叠世（距今248～222 Ma），茅口组发生与粗亮晶方解石同期的第一期天然气充注，方解石盐水包裹体均一温度介于98～130 ℃，说明中成岩阶段早期的茅口组古温度未达到原油裂解生气条件[38]，这期天然气是下部层系裂解气沿断裂运移至茅口组并聚集成藏（图4-e、图7）。

侏罗纪以来燕山运动强烈构造挤压与烃气充注共同作用导致储层内形成膨胀缝，漫长的晚成岩阶段在裂缝与残余溶洞内沉淀粗亮晶方解石胶结物。粗亮晶方解石中捕获早中侏罗世（距今208～163 Ma）与早白垩世末期（距今128～100 Ma）充注的两期茅口组古油藏裂解气，第二—三期天然气同样与粗亮晶方解石同期，方解石盐水包裹体均一温度分别介于130～150 ℃、152～170 ℃。该时期茅口组古地温超过155 ℃，埋深超过3 000 m，中成岩阶段晚期酸性烃类流体充注对粗亮晶方解石的胶结与压溶作用均有一定的抑制作用，但古油藏裂解在溶蚀孔洞内残余的储层沥青又对储层产生了破坏作用，总体上该时期破坏性成岩作用大于建设性成岩作用[39]。

喜马拉雅期川南地区整体发生构造抬升，早期方解石胶结物内形成裂纹，深部酸性地层水在裂缝沉淀形成发橙黄色阴极光的微晶方解石，与微晶方解石伴生有第四期天然气充注，同期盐水包裹体较少均一温度大于170 ℃，该期天然气为早期茅口组古油藏裂解气运移调整再次成藏（图4-e、图7）。

图7 川南地区中二叠统茅口组古流体演化过程图

6 结论

1）川南地区茅口组沉积期以弱氧化海水环境为主，成岩期经历“（准）同生—早成岩期混合水环境下的方解石胶结作用→表生期大气淡水环境下的溶蚀作用→中—晚成岩期地层水环境下的方解石与白云石胶结、交代作用与酸性流体溶蚀作用”演化过程。沉积成岩过程是多种流体共同作用产物，流体来源包括海水、大气淡水、烃类流体及深部（热）流体。

2）峨眉地幔柱活动对茅口组流体与岩溶储层演化具有多重影响：中二叠世地幔柱上升使茅口组遭受大规模剥蚀，并接受风化淋滤形成风化壳岩溶缝洞；早三叠世峨眉玄武岩喷发引起的异常热事件不仅使志留系烃源岩成熟，原油沿断裂向上充注至茅口组，还导致茅口组发生短暂白云石化作用。酸性烃类流体与白云化作用抑制碳酸盐胶结物的充填，对茅口组储层起到建设性作用。

3）川南地区茅口组发生多期油气充注：中—晚三叠世下部层系天然气充注至茅口组优质岩溶储层；早侏罗世—早白垩世茅口组古油藏裂解发生大量天然气充注，同时深部埋藏环境粗亮晶方解石胶结与残余沥青阻塞储集空间；至喜马拉雅期构造断裂作用再次改善储集空间，早期天然气调整运移至与断裂相关的岩溶储层再次充注成藏。